SNC03742

Strefy adaptacji i transformacja mas powietrznych

Między morskim i lądowym podłożem atmosfery są zasadnicze różnice, które dotyczą ich właściwości termicznych, wilgotnościowych i dynamicznych (np. tarcia). Również na lądach, w większym stopniu niż na powierzchni mórz. występują wyraźne różnice oddziaływań podłoża na atmosferę. Masy powietrza, przemieszczające się nad granicą fragmentów podłoża o różnych właściwościach, podlegają .nowym" oddziaływaniom - czerpią lub oddają ciepło, zmieniają prędkość i kierunek ruchu w zależności od różnic tarcia itp. Przykładem dynamicznych skutków oddziaływań podłoża stanowi dywergencja brzegowa. Skutki oddziaływań podłoża rozprzestrzeniają się od powierzchni ziemi ku wyższym warstwom w atmosferze. Wyrazem powstających zmian są przemiany profilu pionowego parametrów meteorologicznych w warstwie granicznej atmosfery. Zachodzą one w pewnej strefie rozciągającej się - zgodnie z kierunkiem adwekcji - poza granicę dwu rodzajów podłoża i obejmują coraz wyżej sięgającą warstwę powietrza. W miarę oddalenia od granicy -zmiany profilu parametrów atmosfery stopniowo „wygasają", atmosfera dostosowuje się do aktualnych warunków podłoża. Można więc mówić o strefie adaptacji, przylegającej do granicy podłoża (np. wybrzeża, pustyni, lasu itp.) i rozciągającej się nad tym podłożem w przestrzeni, w której następują przemiany cech atmosfery pod wpływem oddziaływań podłoża. Jest to jakby „wewnętrzna warstwa graniczna" (Sedunowi in.. 1991) lub fetch zonę (White i in.). Strefa adaptacji ma więc dwa wymiary: odległość od granicy podłoża (x) i zasięg pionowy (h). Wraz z odległością x rośnie wysokość h. przy czym tempo wzrostu wysokości stopniowo zmniejsza się. Dla profilu pręd-j kości wiatru zależność wysokości h od odległości x określa w przybliżeniu wzór empiryczny h(x) = 2x". przy czym wykładnik n może się zmieniać w zależności od stratyfikacji termicznej: wynosi on zwykle około 1/2 —1/3 (Sedunow i in.. 1991). Wysokość oddziaływania powierzchni o małej szorstkości (np. morza) na prędkość wiatru dochodzi do 270 m. przy czym prędkość wiatru bezpośrednio nad wodą wynosi 70% prędkości wiatru gradientowego, na granicy warstwy tarciowej (tj. 270 m) osiąga poziom prędkości wiatru gradientowego. Nad terenem o umiarkowanej szorstkości (np. częściowo zadrzewionym i zabudowanym) wysokość/) wzrasta do 400 m. a prędkość przyziemi spada poniżej 50% prędkości wiatru gradientowego. Nad powierzchnią o wybitnej szorstkości (np. nad miastem) zasięg pionowy zmian prędkości wiatru sięga 500 m. a przyziemna prędkość ruchu powietrza spada poniżej 30% prędkości wiatru gradientowego (por. rys. 9.14).

Przekształcenia profilu wiatru kształtują się odmiennie, gdy adwekcja napotyka podłoże o zwiększonej szorstkości, lub gdy na drodze ruchu mas powietrza szorstkość maleje. W pierwszym przypadku prędkość wiatru w warstwie przyziemnej raptownie maleje, a następnie spadek ten rozprzestrzenia się ku górze. Natomiast w przypadku odwrotnym, przyrosty prędkości wiatru w przyziemnej warstwie zachodzą stopniowo, a profil wiatru „wyrównuje się" - maleją pionowe gradienty prędkości (rys. 9.15). Warto dodać, że w pierwszym przypadku - gdy ruch przyziemnych warstw powietrza ulega zahamowaniu wskutek tarcia o szorstkie podłoże - mamy do czynienia ze wzrostem pionowych gradientów prędkości wiatru, co sprzyja kształtowaniu się dynamicznej chwiejności w warstwie tarciowej. Jednocześnie dochodzi do niezrównoważonej poziomej wymiany masy - spadek prędkości ruchu powoduje „spiętrzanie się" mas powietrza nad szorstkim podłożem. Powoduje to rozwój prądów wstępujących w strefie adaptacji, co odpowiada konwergencji prądów powietrznych. Odwrotnie jest. gdy tarcie wzdłuż kierunku wiatru maleje, prędkość wiatru wzrasta i następuje „rozciąganie" dolnych warstw powietrza. Skutkiem jest osiadanie powietrza, tak jak w przypadku dywergencji ruchu. Procesy adaptacyjne mają rozmaity przebieg w odniesieniu do różnych elementów meteorologicznych. Na przykład, adwekcja, odpowiadająca przemieszczaniu się powietrza znad podłoża suchego na obszar o znacznym uwilgo-ceniu (z lądu nad morze, z odkrytego gruntu nad teren pokryty bujną roślinnością itp.), powoduje. że tuż za granicą sąsiadujących typów terenu ewapotranspiracja raptownie rośnie, po czym stopniowo zmniejsza się wskutek powoli wzrastającej wilgotności powietrza (rys. 9.16). Skumulowany efekt adaptacji mas powietrznych, odzwierciedlający łączne oddziaływania podłoża pod wpływem ruchu powietrza nazywamy transformacją mas powietrznych. Końcową fazą transformacji jest powstanie określonego rodzaju masy powietrznej (zob. rozdz. 10.1).

Wyszukiwarka

Podobne podstrony:
page0806 798Saint-Denis — Salnt-Dizier Saint-Denis, miasto obejmujące 10,000 ludności, o 1 /3 mili
page0843 835Sorakte — Sorbonna Sorakte {Sar aule), sławna w starożytności góra etruska, o 5 mil na p
Dargin Na obrzeżach wsie: na wschodzie Nowy Harsz, na południu Poganty i Róg Pierkunows-ki, a na pół
78414 image 121 tego pasma górskiego sięga panowanie Persów, ludy zaś na północ od Kaukazu już się o
ScannedImage 40 MEDYNA Jatrib (JTRB w inskrypcjach sabejskich, Jathrippa a Ptolemeusza “), leży okoł
ARCHITEKTURA DREWNIANA Wieś Łyse, położona około 30 km na północ od Ostrołęki pojawia się na łamach
IMG42 (3) Na północ od Mezopotamii osiedlili iię wypędzeni * jych stepów Arabii w IV
Katedra we Florencji. Na północ od Rzymu znaczne zasługi na polu budownictwa kładą franciszkanie i w

więcej podobnych podstron